Download - Metamorfismo de fundo oceânico e alto grau em meta ... · fácies anfibolito; 3) um metamorfismo progressivo relacionado, possivelmente, a exumação destes corpos, ... rismo e de

Revista Brasileira de Geociências Marco Aurélio Piacentini Pinheiro & Marcos Tadeu de Freitas Suita

38(4): 686-699, dezembro de 2008

Arquivo digital disponível on-line no site www.sbgeo.org.br686

Metamorfismo de fundo oceânico e alto grau em meta-peridotitos ofiolíticos neoproterozóicos, Faixa Brasília Sul, Minas Gerais

Marco Aurélio Piacentini Pinheiro1 & Marcos Tadeu de Freitas Suita2

Resumo Na região Sul do Estado de Minas Gerais, entre as cidades de São Vicente de Minas, Andrelândia e Liberdade, na borda meridional do Cráton São Francisco, porção sul da Faixa Brasília, de idade neoproterozói-ca, são identificados vários corpos ultramáficos em meio a metassedimentos oceânicos, turbíditicos e pelágicos a hemipelágicos, metamorfisados em médio a alto grau e posicionados ao longo de falhas de empurrão pro-fundas associadas a granulitos, retroeclogitos e lentes do embasamento. Dentre destes ultramafitos, de origem controversa e possível natureza ofiolítica, destacam-se os ultramafitos do Morro do Corisco e da Fazenda da Roseta, na região de Liberdade. Estes corpos correspondem a meta-harzburgito cumulático serpentinizado, que apresenta texturas de serpentinização primária (fundo oceânico?) Diagramas litogeoquímicos, discriminantes de ambientes tectônicos, posicionam estes meta-peridotitos em campos específicos de peridotitos ofiolíticos, orogênicos ou abissais. Os dados das análises de elementos menores e traços, quando comparados a valores do manto primitivo, apresentam um enriquecimento em elementos litófilos, e valores próximos aos do manto para os elementos siderófilos, similar a rochas ultramáficas de origem oceânica, submetidas a processos de serpentinização e/ou metamorfismo regional.. Os registros petrológico-estruturais evidenciaram uma evolução em, essencialmente, 4 episódios metamórfico-deformacionais que são: 1) um episódio inicial relacionado às condições de formação das rochas primárias ultramáficas cumuláticas, em provável ambiente crustal-subcrus-tal oceânico; 2) processos primários de metamorfismo e/ou hidrotermalismo (fundo oceânico?), atingindo a fácies anfibolito; 3) um metamorfismo progressivo relacionado, possivelmente, a exumação destes corpos, atingindo condições de fácies granulito de alta pressão, provavelmente relacionada aos processos de subduc-ção e obducção, , 4) um retrometamorfismo final que atingiu fácies xisto verde..

Palavras-chave: ofiolito, metamorfismo de fundo oceânico, alto grau, meta-peridotito, neoproterozóico, Faixa Brasília Sul.

Abstract Seafloor and high grade metamorphism in neoproterozoic ophiolitics meta-peridotites, Southern Brasilia fold belt, Minas Gerais. In the southern region of the Minas Gerais State, Brazil, among São Vicente de Minas, Andrelândia e Liberdade, in the southern border of the São Francisco Craton, southern portion of the neoproterozoic Brasília fold-thrust Belt, there are several ultramafic bodies among oceanic, turbiditic and pelagic to hemipelagic metasediments, with high to medium grade metamorphism, po-sitioned along deep thrust faults associated to granulites, eclogites, retroeclogites and basement slivers. These ultramafic rocks, of controversial and probable ophiolitic origin we denote the ultramafic rocks of Morro do Corisco and Fazenda da Roseta, both in the Liberdade City. These ultramafics correspond to serpentinized cumulatic meta-harzburgite which presents primary serpentinization textures (ocean floor?), Lithogeochemical diagrams, for discrimination of tectonic environments, positioned these meta-peridotites in the specific fields of ophiolitic, orogenic and/or abyssal peridotites. Analytical data for minor and trace elements when compared to primitive mantle values show an enrichment in lithophile elements, and values close to those of the mantle for siderophile elements, similar to those rocks of oceanic origin, submitted to serpentinization process and/ re-gional metamorphism.Structural and petrologic data show an evolution essentially in 4 episodes which are: 1) an earlier episode related to formational of primary ultramafic cumulatic rocks, in a probable crustal-subcrustal oceanic environment 2) primary process of ocean floor metamorphism and/or hydrothermalism which reach amphibolite facies (ocean floor spreading process?); 3) a progressive metamorphism related probably to exu-mation of these bodies, which reaches granulite facies conditions and it is probably related to early subduction and later obduction processat last, 4) a final retrometamorphism which reached greenschist facies.

Keywords: ophiolite, Seafloor metamorphism, high grade, meta-peridotito, neopreoterozoic, Southern Brasília fold belt.

1 - Programa de pós-graduação em “Evolução Crustal e Recursos Naturais”, Departamento de Geologia, Escola de Minas, UFOP, Ouro Preto (MG), Brasil. E-mail: [email protected] - Departamento de Geologia, Escola de Minas, UFOP, Ouro Preto (MG), Brasil. E-mail: [email protected]

Revista Brasileira de Geociências, volume 38 (4), 2008 687

Marco Aurélio Piacentini Pinheiro & Marcos Tadeu de Freitas Suita

INTRODUÇÃO O processo de serpentinização em peridotitos está diretamente associado a processos de hi-dratação, que transformam a mineralogia original anidra em uma série de minerais hidratados (e.g., serpentinas, brucita, talco clorita e anfibólio), através da introdução de água, na forma de hidroxilas (OH-), nas rochas ul-tramáficas, e que pode ocorrer em ambientes crustais, oceânicos ou continentais. Independente do ambiente de posicionamento do processo de serpentinização é fundamental a análise das condições de ocorrência des-se processo por meio de suas características petrográfi-cas, as quais representam a inter-relação das influências exercidas pela mineralogia, seu arranjo mineralógico, temperatura(s), tipo de deformação, pressão(ões), e por variáveis que normalmente possuem menor importância (e.g., ƒO2, CO2, ƒS2; Strieder 1992). Porém, diferenças composicionais entre elementos, isto é, estudos de geo-química de rochas e de minerais, cuja proporção relativa não foi significativamente modificada pelo processo de

serpentinização (comumente pela análise de razões de elementos como Ti, Cr, Co e Ni, entre os principais), po-dem fornecer informações significantes sobre a natureza da rocha protólita ou primária e seu ambiente gerador, o que caracteriza as rochas como formadas em ambientes crustais continentais ou oceânicos, seu magma original e sua evolução magmática nos diferentes processos geo-lógicos posteriores e modificadores ao longo de sua his-tória. Assim, o estudo da serpentinização de diferentes corpos ultramáficos pode fornecer importantes subsídios para entender a origem, a história geológica e os pro-cessos sofridos por rochas ultramáficas e seu ambiente tectônico de geração e posicionamento.

CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL E LO-CAIS DOS CORPOS Os corpos ultramáficos estu-dados neste trabalho estão localizados na região entre as cidades de São Vicente de Minas, Arantina e Liberdade (Fig. 1), no sul do Estado de Minas Gerais, porção sul

Figura 1 - Contexto geológico geral dos ultramafitos do Morro do Corisco e da Fazenda da Roseta, região da Cidade de Liberdade, no sul de Minas Gerais, em terrenos neoproterozóicos da Faixa Brasília Sul (extraído e modificado de Paciullo 2003).


688 Revista Brasileira de Geociências, volume 38 (4), 2008

do Cráton São Francisco, sul da Faixa neoproterozóica Brasília Sul e posicionam-se em rochas das unidades da Megassequência Andrelândia (Trouw 1986) em dife-rentes níveis estratigráficos (Almeida 1992 e 1998), in-seridas em um domínio alóctone (domínio III; Ribeiro et al. 1990), na base de “uma escama de empurrão que cavalga as rochas do domínio Andrelândia” (Heilbron et al. 2003), a klippe de Carvalhos arquitetada durante a Orogênese Brasiliana (Paciullo et al. 2003) e que sofreu redobramentos da Orogênese Ribeira, posterior, confe-rindo a esta estrutura a forma de um braqui-sinformal (Heilbron op cit.).

Neste segmento tectônico afloram, essencial-mente, dois litotipos supracrustais que são considera-dos as rochas circundantes e interpretados como me-tassedimentos turbidíticos, pelágicos a hemipelágicos de fundo oceânico, submetidos a metamorfismo de alto grau (fácies granulito a eclogito de alta pressão). Estes litotipos estão associados a evolução da Faixa Brasí-lia Sul e tiveram posterior re-equilíbrio para fácies de pressão mais baixa, relacionada ao desenvolvimento da Orogênese Ribeira (e.g., Heilbron et al. 2003, Paciullo et al. 2003), os quais são:

1- cianita–feldspato potássico granulito, com pro-porções variadas de granada e biotita, onde ocorrem ban-das mais micáceas (cianita–granada-mica xisto e cianita-granada-biotita gnaisse) e quartzíticas (granada-cianita quartzito) intercaladas a gnaisses leucocráticos; e,

2- granada-clinopiroxênio anfibolito granoblás-tico, composto essencialmente por plagioclásio, horn-blenda, granada, clinopiroxênio e quartzo. Texturas de reequilíbrio para fácies de pressão mais baixa são evi-denciadas através de textura coronítica de plagioclásio ao redor de granada, de anfibólio ao redor de clinopi-roxênio, simplectitos de plagioclásio e hornblenda entre grãos de granada e clinopiroxênio e exsoluções de mi-nerais opacos em clinopiroxênio. Estas paragêneses de mais alta pressão sofreram um re-equilíbrio para pressão mais baixa, o que é evidenciado pela transformação de cianita em silimanita e de clinopiroxênio em anfibólio.

O corpo do Morro do Corisco (Fig. 1) é o ul-tramafito mais estudado da região (e.g., Silva 1990, Almeida 1992 e 1998), e apresenta-se predominante-mente como serpentinitos maciços com núcleos pre-servados de (meta)hazburgito, (meta)dunito e (meta)espinélio hornblendito. Os serpentinitos são compostos fundamentalmente por lizardita, minerais opacos e es-pinélio, com traços de clorita, talco, carbonato, além de ortopiroxênio e olivina reliquiares. Estes serpentinitos possuem bandas de espessuras centi- a decimétricas, de diferentes tonalidades e com pseudomorfos de olivina e/ou ortopiroxênio orientados primariamente, sem cor-relação com as principais estruturas regionais. Isto su-gere-nos a existência de bandamentos composicionais primários e preservados da deformação regional.

Com aproximadamente 4 Km2 de ocorrência su-perficial, o Complexo ultramáfico da Fazenda Roseta (Fig. 1) é o maior corpo ultramáfico da região estudada, e compreende a associação de, ao menos, 5 litotipos: 1. (meta)espinélio harzburgitos; 2. (meta)websteritos; 3.

carbonato serpentinito; 4. bronzitito pegmatóide; e, 5. retro-granulito ultramáfico. Ocorrem, também, clorita e muscovita xistos nas bordas do complexo, que apre-sentam relações estruturais complexas e de difícil visu-alização, devido a cobertura vegetal, grau de intempe-rismo e de tectonismo da região. O carbonato-anfibólio serpentinito, do Complexo da Fazenda da Roseta, obje-to de estudo enfatizado neste trabalho, ocorre na região sul-sudeste deste corpo. Este ultramafito ocorre espe-cificamente em afloramentos existentes em trincheiras naturais e em galerias e emboques rasos de exploração mineral. Este litotipo apresenta uma foliação milonítica (SM) de atitude 65/60° a qual tem uma relação de alto ângulo com um provável acamamento ígneo (S0), evi-denciado por Cr-magnetita e ortopiroxênio estirados e orientados segundo suas maiores dimensões.

CONDIÇÕES DE METAMORFISMO Trouw & Pankhrust (1993), Ribeiro et al. (1995) e Campos Neto & Caby (2000), determinaram através de estudos de geo-barometria e geotermometria, condições de cerca de 12-13,5 Kbares e 800-900 °C para o equilíbrio de alto grau. No entanto, Perrault & Martignole (1998 in: Heilbron et al. 2003), determinaram valores de reequilíbrios de 600-700°C em par de granada-cordierita. A ocorrência de cor-dierita, associada com granada e silimanita em leucosso-mas tardi-Db2 (deformação da Orogênese Brasiliana, na fase 2; Paciullo 2003), em unidades da Megassequência Andrelândia, indica a descompressão do metamorfismo principal (Heilbron et al. 2003). Dados geocronológicos, obtidos pelos sistemas U-Pb, indicam idade de 565 Ma para a descompressão gerada após o pico metamórfico, relacionados a evolução da Faixa Brasília e no intervalo de tempo entre 535 e 502 M.a., para as associações me-tamórficas relacionadas a estruturação da Faixa Ribeira (Heilbron et al. 2003). Almeida (1998), em estudos des-tes litotipos (meta)ultramáficos (websteritos, espinélio harzburgitos e serpentinitos), posicionados na base da klippe de Carvalho, obteve valores entre 700 e 900°C de temperatura e entre 12 e 13,5 Kbares de pressão, para a formação das associações granulíticas de alta pressão deste domínio tectônico.

ASPECTOS PETROGRÁFICOSSerpentinitos do Morro do CoriscoESPINÉLIO SERPENTINITO O espinélio serpentinito apresenta uma matriz de coloração verde musgo a acin-zentado, com porções ocre-acastanhadas, destacando-se pseudomorfos de porfiroclastos de ortopiroxênio com textura mesocumulática. Estas fases pré-existentes, jun-to com o espinélio opaco (Cr-magnetita), ocorrem com orientação incipiente e estão associadas a uma variação mineralógico-textural, refletida em diferenças no tom e na textura da rocha, o que sugere evidências de banda-mento composicional primário (S0), que é corroborado pela existência de zonas com diferentes composições modais de anfibólio e espinélio. Há, também, no contato entre essas bandas horizontes milimétricos, compostos de espinélio (Cr-magnetita), cominuído e reorientado.

Neste litotipo, observaram-se associações mine-



rais estáveis, em diferentes campos de estabilidade, as quais foi atribuída a assembléia de olivina + ortopiro-xênio + Cr-magnetita, com texturas cumuláticas, como a identidade petro-microtextural ígnea da rocha (Fig. 2A,B,C). Foram determinadas, essencialmente três fa-ses metamórficas para a rocha: 1. serpentinização que forma lizardita e/ou clino-crisólita (Pinheiro 2008; Fig. 2), com uma serpentina (I) associada a uma tremolita (I), texturalmente precoce em relação a uma serpentina mais tardia; 2. metamorfismo progressivo que registra a associação de tremolita (II) + picotita (Fig. 2A e B); e, 3. uma fase de retrometamorfismo que registra o apa-

recimento de serpentina (II), clorita e talco+carbonato (Fig. 2C). A diversidade modal existente entre os com-ponentes da rocha, particularmente espinélio e clino-anfibólio, definiu dois litotipos principais: o espinélio serpentinito; e o espinélio-anfibólio serpentinito; os quais, diante da similaridade, serão tratados aqui como espinélio serpentinito.

A serpentina compreende até 75% da composi-ção modal da rocha, ocorre, primeiramente, na forma de agregados microcristalinos verde-amarelados, leve-mente pleocróicos e compõe uma típica textura “mesh”. Uma segunda gênese deste mineral foi observada atra-

Figura 2 - Fotomicrografias que mostram: A) Cr-magnetita (mag) intercúmulus, par-cialmente transformada em picotita (pct) e que envolve pseudomorfos cumuláticos ser-pentinizados (spt), luz plana; B) mesmo campo anterior sob luz polarizada; C) relicto de ortopiroxênio (opx) cumulático, que está intensamente serpentinizado, luz polarizada; D, E e F) clinoanfibólio precoce serpentinizado (anf 1) envolvido por clinoanfibólio tardio (anf 2) intergranular, luz polarizada.



vés da existência de serpentina, muitas vezes fibrosa, que preenche clivagens de fratura e apresenta textura lepidoblástica. O ortopiroxênio ocorre como fragmen-tos reliquiares em núcleos de pseudomorfos, intensa-mente fraturados, com serpentina, talco e carbonato preenchendo essas zonas, com esses últimos ocupan-do suas porções mais alteradas e exteriores (Fig. 2C). A Cr-magnetita ocorre de forma inequigranular fina a grossa e hábito granular, perfazendo até 30 % da moda mineralógica. Apresenta texturas do tipo “em atol”, de corrosão e esqueletal. Em seções com textura anédrica, esta fase envolve pseudomorfos de olivina e ortopiro-xênio, o que sugere um arranjo do tipo intercumulático (Fig. 2 A e B). Picotita (espinélio castanho-esverdeado) e, posteriormente, anfibólio e clorita, substituem a Cr-magnetita. Uma geração tardia de magnetita xenoblás-tica fina ocorre a partir de talco e serpentina e compõe arranjos do tipo “trilhas” e “nuvens de opacos”.

O clinoanfibólio cálcico (tremolita), comumen-te, ocorre na forma de granoblastos incolores, finos a médios, essencialmente xenoblásticos, apresenta uma birrefringência moderada, com cores de interferência vivas (atingindo o azul de 2° ordem) e a típica extinção oblíqua (124°). No entanto, foi observada a ocorrência de dois tipos de anfibólios monoclínicos: 1) um tipo lo-calizado nos núcleos de pseudomorfos mesocumuláti-cos e intensamente serpentinizado (tremolita I; Fig. 2D, E, F); e, 2) e outro como granoblastos (tremolita II), aparentemente gerados às custas de serpentinas e mi-nerais do protólito, que apresentam textura inequigra-nular, fina a média e que estão geralmente associados ao espinélio opaco e castanho-esverdeado, com padrão de fraturamento similar ao dos pseudomorfos de olivi-na e ortopiroxênio (Fig. 2D, E e F). Em porções com menor teor de anfibólios (espinélio serpentinito), foi observado uma associação estável entre a tremolita II e a picotita, o que sugere, assim, uma origem paragené-tica entre essas fases. No entanto, na porção com mais anfibólio (espinélio-anfibólio serpentinito) observou-se a tremolita II, xenoblástica, englobando pseudomorfos serpentinizados com a tremolita I (precoce) preservada no núcleo dessas estruturas, e que ocupa espaços inter-granulares (“interpseudomorfos”), semelhante a textura intercúmulática (Fig. 2D, E e F).

A clorita ocorre em lamelas fracamente ple-ocróicas, em matizes de amarelo pálido, com textura lepidoblástica, fina a média e se forma à custa de espi-nélio opaco, serpentina e clinoanfibólio e, geralmente, está associada com talco. O talco ocorre em lamelas incolores de alta birrefringência e ocorre de três ma-neiras principais na rocha: 1) como produto de altera-ção da serpentina, quando exibe textura lepidoblástica inequigranular fina; 2) associado a massa de carbonatos e argilo-minerais ocre-acastanhados no manto de pseu-domorfos e mostra textura decussada em agregados mi-crocristalinos; e, 3) em venulações que cortam a serpen-tina, com textura lepidoblástica inequigranular grossa, comumente associado a clorita e magnetita tardias. O carbonato ocorre de modo microcristalino associado ao talco, no manto de alteração dos pseudomorfos.

Serpentinito da Fazenda da RosetaCARBONATO- ANFIBÓLIO SERPENTINITO Esta litologia apresenta uma coloração verde musgo, sendo observados grossos pseudomorfos de ortopiroxênio, opacos e agregados microcristalinos de serpentina, que apresentam porções granulares de coloração ocre onde se destacam fases pré-existentes pseudomorfisadas. Do mesmo modo que nos serpentinitos do Morro do Coris-co, foram identificadas 4 assembléias minerais, sendo: 1) uma associada ao provável protólito ígneo e com-posta da assembléia olivina +ortopiroxênio +Cr-mag-netita, que apresenta textura cumulática e composição harzburgítica; 2) a presença de serpentina precoce (I), registro provável de uma atividade hidrotermal primá-ria; 3) uma associação de metamorfismo progressivo, que registra a entrada de clinopiroxênio, e carbonato, + picotita ↔ Cr-hercinita no sistema (referente ao pico metamórfico); e, por fim, 4) uma associação retro-me-tamórfica, com a associação de tremolita e clorita.

A serpentina, o mineral mais abundante na rocha, ocorre na forma de agregados microcristalinos amarela-dos, levemente pleocróicos que compõe textura do tipo mesh e envolve relictos de olivina e ortopiroxênio (Figs. 3, 4). A serpentina, comumente, está associada a clori-ta, a qual, muitas vezes, ocorre de forma lepidoblástica, concordante aos planos e descontinuidades onde ocorre a serpentinização. A olivina apresenta-se incolor, com alto relevo e birrefringência, tem cores de interferência vivas, está intensamente fraturada e serpentinizada (Fig. 3 A, B) e o ortopiroxênio aparece de forma semelhante a olivina, porém esta fase, em algumas seções ocorre na forma de cristais idiomórficos finos, em contato reto com carbonato metamórfico (Fig. 3C, D, E, F). O clinopiro-xênio ocorre em cristais incolores xenoblásticos, com textura inequigranular, finos a grossos, apresenta uma birrefringência média com cores de interferência mode-radas e, freqüentemente, ocupa espaços intergranulares de fases pseudomórficas cumuláticas (Fig. 4), de modo semelhante a ocorrência do anfibólio (II) dos serpentini-tos do Morro do Corisco (espinélio-anfibólio serpentini-to; Fig. 2).

O carbonato, mineral que atinge até 20% da composição modal da rocha, forma xenoblastos inco-lores de baixo relevo e cores de interferência extremas, ocupa espaços intergranulares, semelhantes aos encon-trados em rochas mesocumuláticas, de fases pseudo-morfisadas, possivelmente, de olivina e ortopiroxênio (Fig. 4). Em muitas seções, observa-se o carbonato consumindo serpentina e clinopiroxênio, havendo em muitas seções inclusões destas fases no carbonato, o qual subsidia a geração de clinoanfibólio (Fig. 4). Uma particularidade observada no carbonato é sua ocorrên-cia em contato reto, o que indica equilíbrio estável com ortopiroxênio reliquiar ígneo (Fig. 3 C, D). Em algumas seções observaram-se finos opacos orientados, com-pondo arranjos do tipo “trilhas de opacos”, sugerindo a herança de uma superfície de cisalhamento pretérita, responsável pela cominuição destes opacos, feição si-milar aquelas observadas no contato entre os diferentes serpentinitos do Morro do Corisco.



O clinoanfibólio (tremolita), apresenta-se incolor e ocupa espaços intergranulares entre fases pré-existen-tes pseudomorfizadas e geradas às custas de clinopiroxê-nio e carbonato (Fig. 4C, D, E, F). Os minerais opacos ocorrem na forma de cristais xenomórficos, compõe tex-tura inequigranular fina a grossa, comumente com hábito vermiforme, e apresentam texturas de reação do tipo “em atol” e “de corrosão”. Estes minerais geralmente ocupam espaços “inter-pseudomórficos” (intergranulares), e en-contram-se inclusos nos anfibólios e em carbonato. Ge-ralmente, estas fases estão transformadas em clorita, jun-to com a serpentina e picotita. A clorita ocorre na forma de finas palhetas incolores e forma-se a custa de opacos,

serpentina e anfibólios.

METAMORFISMO As condições da geração de um protólito harzburgítico cumulático, podem ser esti-puladas em campos de estabilidade na ordem de 8–20 Kbares, para associações com espinélio +olivina +orto-piroxênio, com granada ou plagioclásio representando a fase aluminosa em campos de estabilidade acima e abaixo desses valores, respectivamente (Fig. 5; O´Hara 1967 e Green & Ringwood 1970).

De acordo com os dados petrográficos e de pa-ragêneses minerais obtidos nas associações petro-tectô-nicas estudadas de Morro do Corisco e Fazenda da Ro-

Figura 3 - Fotomicrografias que apresentam: A) cristais de olivina (ol) reliquiar cumulá-tica intensamente serpentinizados (luz paralela); B) mesmo campo anterior, sob luz po-larizada; C e E) ortopiroxênio (opx) reliquiar cumulático em condição de equilíbrio com carbonato (car) granoblástico, gerado as custas de serpentina (spt), luz paralela; D e F) mesmos campos anteriores, sob luz polarizada.



seta, sugere-se que o processo de serpentinização seja primário e, para este processo, um ambiente metamórfi-co inicial em condições de fácies phrenita-pumpeeleita (condições de soterramento) a anfibolito, com valores de temperaturas entre 250 e 300°C e pressões litostá-ticas entre, 0,1 a 0,6 Gpa. Desta forma, o surgimento precoce de lizardita e/ou crisotila nestas rochas perido-títicas serpentinizadas é sugerido como devido a fluidos oceânicos ou continentais, pré-pico metamórfico (e.g., Evans & Frost 1975, Evans 1977 e Coleman 1977).

A associação mineralógica do pico metamórfico na área de trabalho, para os serpentinitos do Morro do Corisco,

é representada pelo aparecimento de clinopiroxênio, carbo-nato, tremolita (II) e do espinélio castanho esverdeado (pi-cotita ou Cr-hercinita). Evans & Frost (1977) consideraram a associação enstatita +olivina +tremolita como sendo típi-ca da fácies anfibolito superior e enstatita +clinopiroxênio (diopsídio) +olivina +espinélio castanho esverdeado como típica da fácies granulito, em associações mineralógicas ultramáficas submetidas a metamorfismo progressivo. No serpentinito da Fazenda Roseta, a blastese de tremolita II, a partir de clinopiroxênio e carbonato, representaria uma etapa de diminuição na temperatura do sistema com con-centrações significantes de CO2, em passagem de fácies

Figura 4 - Fotomicrografia que mostra: A) carbonato granoblástico (car) sendo gerado as custas de serpentina (spt), luz paralela; B) mesmo campo anterior sob luz polarizada; C) clinopiroxênio (cpx) granoblástico intergranular sendo gerado as custas de serpentina (spt) e que subsidia a formação de clinoanfibólio (anf), luz paralela; D) mesmo campo anterior sob luz polarizada; E) clinoanfibólio (anf) sendo gerado as custas de clinopiroxênio (cpx), luz polarizada; F) clinopiroxênio (cpx) granoblástico que subsidia a formação de carbona-to granoblástico (car), luz polarizada.



granulito inferior a anfibolito superior (Fig. 6). Yardley & Mackenzie (1996) descreveram a ocorrência da associação carbonato +enstatita +olivina como típica de fácies granu-lito em serpentinitos e peridotitos serpentinizados submeti-dos a um metamorfismo progressivo.

O aparecimento de fases tardias como clorita, serpentina tardia, talco e carbonato, nos serpentinitos do Morro do Corisco e nos da Fazenda da Roseta, con-figura o caráter retrometamórfico (metassomático) ao qual as rochas foram submetidas em eventos poste-riores de mais baixo grau, que estão expressos nestas reações típicas de fáceis xistos verdes (Yardley 1996, Winter 2001). A figura 7 apresenta uma trajetória esti-pulada, considerando as condições de pressão e tempe-ratura estimadas pelas paragêneses metamórficas, para os (meta)serpentinitos do Morro do Corisco e da Fa-zenda da Roseta. É atribuída a estes meta-serpentinitos uma evolução metamórfica progressiva(até o alto grau) e regressiva (até o grau baixo ou fácies xisto verde) no sistema CMAS-HC (CaO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-CO2), a partir de um protolito harzburgítico.

LITOGEOQUÍMICA Para melhor se conhecer a evolução petrológica e tectônica dos metaultramafitos da Fazenda da Roseta e do Morro do Corisco reali-zaram-se análises litogeoquímicas incluindo elemen-tos maiores, traços e elementos terras raras (ETR) de 6 (seis) amostras selecionadas como os litotipos mais diversos, menos alterados e mais representativos (Tab. 1), assim como também foram utilizados 3 análises químicas executadas no serpentinito da Fazenda da Ro-seta por Almeida (1998). Através do uso de diferentes diagramas petrotectônicos representativos para rochas ultramáficas, estes mostram que os corpos estudados se

posicionam, na maioria, em campos de peridotitos ofio-líticos e peridotitos abissais serpentinizados (Fig. 9).

Na figura 8-A, nos diagramas A (Niu 2004), B e C (Boudinier & Godard 2004), D (Gülaçar & Delaloye 1976) e E e F (Coleman 1977), os meta-serpentinitos da Fazenda da Roseta e do Morro do Corisco posicio-nam-se, invariavelmente, nos campos de dunitos, peri-dotitos, abissais ou ofiolíticos, serpentinizados ou não, associados a complexos alpinos ou ofiolíticos sugerin-do sua provável herança de meta-ultramafitos gerados em ambiente oceânico. De um modo geral, estes meta-serpentinitos, normalizados ao manto primitivo (Fig. 9; Jagoutz et al. 1979) apresentam um enriquecimento em elementos litófilos (U, Ba, Rb, Sr e Pb) e tem valores próximos a 1 para elementos siderófilos (Ni, Cr e V; Fig. 9). Os dados normalizados e os teores absolutos destes meta-serpentinitos sugerem uma natureza primá-ria similar a de rochas ultramáficas de origem oceânica e que estiveram sujeitas a processos de serpentinização e/ou metamorfismo regional progressivo e/ou regres-sivo. Ainda, uma característica geral e notável são as anomalias positivas de Ba, Th, U, Hf, Ta, Pb, Zn, La e Eu nestas rochas, que tem de ser atribuída a processos hidrotermais (de fundo oceânico?) com interação de fluídos (água do mar? e/ou metamórficos) ricos nestes elementos litófilos, incluindo alguns HFSE (“high field strength elements”), com os ultramafitos (originalmen-te muito pobres nos acima citados elementos devido as suas baixas densidades de carga e porque eles são dificilmente acomodados pelos principais minerais do manto; e.g., Goldschmidt 1954, Albaréde 2003).

Apesar destes meta-serpentinitos apresentarem assinaturas por vezes muito similares, algumas discre-

Figura 6 - Diagrama simplificado de fases para o sistema CaO-MgO-SiO2-H2O-CO2 a 0.5 GPa que apresenta a variação de fases minerais em fun-ção das condições de temperatura e concentração de CO2 (T-XCO2; extraído e modificado de Winter 2001). A seta vermelha indica a provável evolução retrometamórfica, após o píco metamórfico dos me-ta-serpentinitos da Fazenda Roseta.

Figura 5 - Condições calculadas de pressão e tem-peratura do manto para condições de estabilidade de lherzolitos portadores de plagioclásio, espinélio ou granada (extraído e modificado de Winter 2001). A seta vermelha destaca o campo de estabilidade estimado para a geração dos peridotitos com espi-nélio e meta-serpentinitos do Morro do Corisco e da Fazenda da Roseta.



pâncias litogeoquímicas são observadas entre os ser-pentinitos da Fazenda da Roseta e do Morro do Coris-co, especialmente nas concentrações de Ba e Sr. O Ba

ocorre em mais altas concentrações relativas nos meta-serpentinitos do Morro do Corisco e o Sr na Fazenda da Roseta. Altas concentrações de Sr em serpentinitos

Figura 7 - Diagrama de pressão e temperatura que mostra a evolução petrológica dos meta-serpentinitos da Fazenda da Roseta e do Morro do Corisco com a trajetória P-T sugerida (seta) a partir de diagramas de fases do sistema MASH e CMASH. Estes dados estão sobrepostos aos campos de condições metamórficas das fácies: I) albita-epidoto hornfels; II) hor-nblenda hornfels; III) piroxênio hornfels; IV) sanidinito; V) zeólita; VI) prehnita-pumpellyita;VII) xisto verde; VIII) anfibolito; IX) granulito X) xisto azul; e, XI) eclogito (extraído e modificado de Yardley 1996).



oceânicos da zona da calcita foram reportadas por Gi-bson et al. (1996), que apresentaram valores na ordem de até 10 ppm e relacionaram a abundância de Ba di-retamente com a quantidade modal de carbonato (cal-cita). De modo similar, em comparação com os meta-serpentinitos deste estudo isto pode evidenciar, assim, uma natureza similar para estas anomalias de Ba. De acordo com estes dados, as discrepantes concentrações, relativas e absolutas, de Sr nos meta-serpentinitos da

Fazenda da Roseta, em relação as do Morro do Coriso, estão provavelmente relacionadas a grande quantidade modal de carbonato encontrada nestes litotipos e que foram, provavelmente, adicionadas nos processos hi-drotermais e/ou metamórficos superimpostos.

DISCUSSÃO Nos meta-serpentinitos da Fazenda da Roseta e do Morro do Corisco, foram texturalmente re-conhecidas reestruturação da mineralogia e das texturas

ULTRAMAFITO SiO2 (%)

Al2O3 (%)

Fe2O3 (%)

MgO (%)

CaO (%)

Na2O (%)

K2O (%)

TiO2 (%)

P2O5 (%)

MnO (%)

Cr2O3 (%)

Ni (ppm)

Cr (ppm)

CORISCO 39,00 0,75 8,57 34,69 0,04 0,01 0,04 0,01 0,01 0,08 0,39 4450,00 0,27

CORISCO 38,36 1,23 7,16 36,53 0,38 0,03 0,04 0,01 0,01 0,10 0,40 2292,00 0,27

CORISCO 42,10 0,45 8,15 33,51 0,01 0,01 0,04 0,03 0,02 0,09 0,40 2139,00 0,28

CORISCO 40,47 0,99 7,30 36,21 0,37 0,01 0,04 0,03 0,01 0,10 0,37 2061,00 0,25

CORISCO 39,91 0,90 5,79 36,59 1,30 0,01 0,04 0,02 0,01 0,09 0,26 1940,00 0,18

ROSETA 36,52 0,67 6,81 37,01 1,88 0,01 0,04 0,01 0,01 0,09 0,31 2285,00 0,21

ULTRAMAFITO LOI (%)

TOT/C (%)

TOT/S (%)

SUM (%)

Ba (ppm)

Be (ppm)

Co (ppm)

Cs (ppm)

Ga (ppm)

Hf (ppm)

Sc (ppm)

Rb (ppm)

Sr (ppm)

CORISCO 15,80 0,06 0,01 99,90 33,00 1,00 128,60 0,40 0,60 0,50 7,00 0,70 2,10

CORISCO 15,40 0,20 0,01 99,91 8,20 1,00 99,80 0,10 1,40 0,50 8,00 0,50 4,90

CORISCO 15,00 0,06 0,01 100,03 55,50 1,00 117,80 0,40 0,50 0,50 5,00 0,50 1,60

CORISCO 13,80 0,06 0,01 99,91 31,00 1,00 93,70 0,30 0,50 0,50 6,00 0,50 2,50

CORISCO 14,80 0,45 0,01 99,91 21,70 1,00 94,30 0,10 0,50 0,50 6,00 0,50 4,20

ROSETA 16,30 1,07 0,01 99,92 2,40 1,00 109,30 0,10 0,50 0,50 5,00 0,50 17,10

ULTRAMAFITO V (ppm)

Zr (ppm)

Cu (ppm)

Zn (ppm)

La (ppm)

Ce (ppm)

Pr (ppm)

Nd (ppm)

Sm (ppm)

Eu (ppm)

Gd (ppm)

Tb (ppm)

Dy (ppm)

CORISCO 26,00 0,50 7,40 25,00 0,50 0,50 0,05 0,40 0,10 0,05 0,05 0,01 0,05

CORISCO 28,00 2,10 4,10 17,00 0,50 0,50 0,02 0,40 0,10 0,05 0,07 0,01 0,05

CORISCO 21,00 0,50 2,70 28,00 0,50 0,50 0,02 0,40 0,10 0,05 0,05 0,01 0,05

CORISCO 33,00 0,60 5,20 14,00 0,50 0,50 0,04 0,40 0,10 0,05 0,05 0,02 0,05

CORISCO 29,00 0,50 3,60 12,00 0,50 0,50 0,02 0,40 0,10 0,05 0,07 0,01 0,07

ROSETA 27,00 0,50 5,80 26,00 0,50 0,50 0,02 0,40 0,10 0,05 0,05 0,02 0,05

ULTRAMAFITO Ho (ppm)

Er (ppm)

Tm (ppm)

Yb (ppm)

Lu (ppm)

Y (ppm)

CORISCO 0,05 0,05 0,05 0,05 0,01 0,40

CORISCO 0,05 0,05 0,05 0,06 0,01 0,40

CORISCO 0,05 0,05 0,05 0,06 0,01 0,20

CORISCO 0,05 0,05 0,05 0,05 0,01 0,30

CORISCO 0,05 0,05 0,05 0,05 0,01 0,30

Tabela 1 - Tabela dos resultados litogeoquímicos para os serpentinitos do Morro do Corisco e da Fazenda da Roseta (análises realizadas no Laboratório ACME Ltd. Canadá).



Figura 8 - Diagramas binários que contém amostras deste trabalho e que mostram relações para vários campos de peridotitos: A) Cr X MgO (extraído de Niu 2004); B) Cr X Al2O3 (extraído de Bodinier & Go-dard 2004); C) Zr X Al2O3 (extraído de Boudinier & Godard 2004); D) relação de Ni/Co X Ni (extraído de Gülaçar & Delaloye 1976); e diagramas ternários (Coleman 1977) que apresentam a relação de: E) Al203 X CaO X MgO; F) Na2O + K2O X MgO X FeO*. FeO* é apresentado como Fe total. Cruzes escuras: ser-pentinitos do Morro do Corisco; cruzes claras: serpentinito da Fazenda da Roseta.



(como as evidências texturais para os meta-serpentinitos da Fazenda da Roseta que sugerem uma gênese do cli-nopiroxênio (cpx) às custas de serpentina e subsidiam a formação de carbonato, em equilíbrio com cpx e, posteriormente,a neoformação de clinoanfibólio (tremo-lita II), a partir de rochas primárias plutônicas cumuláti-cas, essencialmente de composição harzburgítica. Estes dados indicam condições de cristalização e fracionamen-to magmático em condições de elevada pressão, com va-lores acima de 10 Kbar (limite máximo de estabilidade do plagioclásio; e.g. Green & Hibberson 1970, Green & Ringwood 1970), as quais estão associadas a profun-didades superiores a 35 Km o que, em ambientes con-tinentais corresponde a porções inferiores da crosta ou sub-crustais e, em ambientes oceânicos, estas condições atingiriam níveis mantélicos (Best 1982).

A caracterização da serpentina, através de aná-lises de diframetria de raios-X, identificou clinocrisoti-la e lizardita como as variedades de serpentina existen-tes nestes serpentinitos. Trommsdorff & Evans (1974) apresentaram valores da ordem de 100 a 300°C como as temperaturas favoráveis para a formação da paragêne-se lizardita +clinocrisotila em ambiente oceânico, com valores superiores a 300°C para associações com anti-gorita, resultante de metamorfismo regional. Coleman (1977), atribui a associação de lizardita +clinocrisotila +brucita +espinélio (magnetita) como sendo a associa-ção típica de serpentinitos desenvolvidos a partir de pe-ridotitos ofiolíticos em ambientes oceânicos e conside-rou que peridotitos serpentinizados em metamorfismo regional de médio a alto grau possuem, principalmente, antigorita como a serpentina estável.

Diante destes corpos ultramáficos localizarem-se em meio a metassedimentos de alto grau metamórfico, de origem oceânica, apresentarem formatos ovóides, com pequenas dimensões, estarem alinhadas na direção da xistosidade principal regional, apresentarem as mes-mas deformações de suas rochas circundantes e estarem

posicionadas ao longo de falhas de empurrões profun-das, estarem associadas a ocorrências de retro-eclogitos, contemporâneas à estruturação da Faixa Brasília Sul (Pa-ciullo et al. 2003), provavelmente, representam fragmen-tos remanescentes da zona de transição da seção crustal a sub-crustal oceânica. Estes ultramafitos foram, provavel-mente incorporados tectonicamente na crosta continen-tal, compondo associações do tipo alpinas, orogênicas ou, mesmo, ofiolíticas, e que foram geradas no campo de estabilidade dos espinélio peridotitos, podendo ser in-cluídos no grupos dos peridotitos orogênicos de pressão intermediária (IP; Boudinier & Godard 2004).

O carater alóctone destes corpos já foi mencio-nado por diversos autores (e.g., Vilas 1960, Santos 1972 e Magalhães 1985), e interpretações semelhantes foram feitas por Berbert (1981) ao designar o ultramafito do Morro do Corisco como do “tipo alpino” relacionado a sequências ofiolíticas. Ainda, autores como Ribeiro (1995 e 1997), Paciullo et al. (2003), Heilbron et al. (2003) e Ribeiro et al. (2003), relacionaram os (meta)ultramafitos posicionados nas unidades das megasse-quências sedimentares da região, como representantes do manto litosférico, relacionados a ofiolitos, ou não. Por fim, Roigh & Schrank (1992) em estudos de (meta)ultramafitos na região de Jacuí-Nova Resende (Sul de MG), próxima a região deste trabalho, ainda na Faixa Brasília Sul, atribuiram a corpos semelhantes, localiza-dos ao longo de falhas de empurrão, que esses seriam possíveis fragmentos ofiolíticos, posicionados em uma sutura de idade brasiliana, em evento de colisão conti-nente-continente, com vergência para leste.

Estudos executados em anfibolitos e retroe-clogito máfico, localizados no domínio III, região de São Vicente de Minas (MG) (Gonçalves & Figueiredo 1992), indicaram protólitos basálticos toleíticos, com predominância de basaltos continentais associados ao embasamento e do tipo MORB nas unidades metasse-dimentares. Estes últimos foram sugeridos como pos-

Figura 9 - “Spidergrams” de elementos traços e Terras Raras (ETR) de meta-serpentinitos do Morro do Corisco e da Fazenda da Roseta normalizados para valores do manto primitivo (Jagoutz et al. 1979).



Referências

Albarède F. 2003. Geochemistry - an introduction. Cam-bridge University Press, Cambridge, UK, 248p.

Almeida S. 1992. Petrografia e geoquímica de rochas ul-tramáficas na região de Liberdade e Carrancas, Minas Gerais. Dissertação de Mestrado, Inst. Geociências, Universidade Federal do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, 166p.

Almeida S. 1998. Petrologia de rochas ultramáficas associa-das ao Grupo Andrelândia e seu embasamento, na re-

gião de Liberdade, Arantina, Andrelândia, São Vicente de Minas e Carrancas, MG. Tese de Doutoramento, Ins-tituto de Geociências, Universidade de São Paulo, 194p.

Best M.G. 1982. Igneous and Metamorphic Petrology. Free-man & Company Ed., 630p.

Bodinier J.L. & Godard M. 2004. Orogenic, Ophiolitic, and Abyssal Peridotites, in The Mantle and Core. In: Carlson R.W. (ed.) Treatise on Geochemistry . Oxford, Elsevier-Pergamon, v. 2, p.103-170.

síveis fragmentos de unidades de sequência ofiolítica, desmembrada na Orogênese Brasiliana (Gonçalves & Figueiredo 1992, Paciullo 1992 e 1997).

Por outro lado, Almeida (1992 e 1998), porém, atribuiu a esses corpos ultramáficos, como sendo com-plexos acamadados intracratônicos formados por pro-cessos de cristalização fracionada e diferenciação de magmas toleíticos, intrudidos ao longo da evolução das bacias proterozóicas. No entanto, além dos dados acima citados e discutidos, a discrepância de grau metamórfico observada entre alguns (meta)ultramafitos e suas rochas circundantes, principalmente, nos meta-harzburgitos cumuláticos da região entre Andrelândia e Arantina e da Serra da Garça (Mhc-An-Ar e SG, Pinheiro 2008), que registram fácies granulito de alta pressão, em meio aos metassedimentos oceânicos metamorfisados em fácies anfibolito, evidencia uma trajetória metamórfico-defor-macional não uniforme entre os mesmos. Caso o posi-cionamento dos (meta)ultramafitos tivesse ocorrido em evento magmático intrusivo relacionado a abertura da bacia, os registros metamórfico-deformacionais impres-sos seriam de mesma intensidade. Outro fator não favo-rável a natureza intrusiva destes (meta)ultramafitos é a ocorrência destes corpos ao longo de falhas de empurrão profundas associadas a retro-granulitos e retro-eclogitos máficos, sem evidências de processos metamórficos se-melhantes nos metassedimentos circundantes (Pinheiro 2008, inédito), o que sugere, desta forma, a colocação destes corpos em profundidades superiores aquelas a que os metassedimentos circundantes foram submetidos.

Por fim, um fator significante ao posicionamen-to a frio destes corpos é a presença de litologias retro-metamorfisadas ou re-equilibradas para o grau meta-mórfico das rochas circundantes, que configuram auré-olas metamórficas, muito comuns na base de ofiolitos posicionados tectonicamente (e.g., Omã, Bay of Island e Semail). Estas litologias, diagnosticadas na região do Morro do Corisco e da Fazenda da Roseta, ou seja, nos corpos de maiores magnitudes, ocorrem comumente na borda de contato dos ultramafitos com as rochas circun-dantes e apresentam um registro de maior grau meta-mórfico em relação ao seu núcleo mais preservado.

CONCLUSÕES Os (meta)serpentinitos do Morro do Corisco e da Fazenda da Roseta, através de análises petrográficas, petroquímicas e petrológicas, apresen-taram uma relação genética entre si, a partir de uma

diferenciação de um magma comum. O modo de ocor-rência destas rochas, encaixadas em metassedimentos oceânicos, de alto grau, associados a falhas profundas de empurrão, que envolvem granulitos, eclogitos e len-tes do embasamento, e a similaridade com unidades de sequências de complexos ofiolíticos ou corpos alpinos, sugeriram para estes corpos um posicionamento, a par-tir de diferentes níveis crustais-subcrustais de natureza oceânica, formação em condições de pressão superiores a 10 Kbar, contemporâneas à arquiteturação do Gon-dwana Ocidental. Este processo ocorreu, provavelmen-te, no episódio de colisão dos continentes Rio de La Plata e São Francisco-Congo, e culminou no processo de fechamento do Oceano Brasilíades. Assim, estes cor-pos ultramáficos, representam fragmentos remanescen-tes de seções transicionais desta crosta oceânica, que foram exumados e posicionados em crosta continental, através de processo de obducção e transporte ao longo de falhas de empurrão profundas.

Os registros petrológicos evidenciaram uma evolução, essencialmente, em 4 episódios metamórfi-co-deformacionais principais:

1) formação da rocha protólito, ultramáfica cumulática, em provável ambiente crustal-subcrustal oceânico;

2) processo de despressurização, com re-equilí-brio, de fácies zeólita a anfibolito, relacionado a hidro-termalismo e/ou metamorfismo de fundo oceânico;

3) metamorfismo de fácies anfibolito a granuli-to, possivelmente, associado ao processo de subducção relacionado ao fechamento do Oceano Brasilíades, em um provável cenário tectônico de margem convergen-te, que atingiu pico metamórfico em fácies granulito de alta pressão ou eclogito de ultra alta pressão, associado a estruturação da Orogênese Brasiliana, concomitante-mente a formação das nappes estruturais, e que culmi-nou na exumação dos ultramafitos; e,

4) um retrometamorfismo que atingiu o fácies xisto verde, como registro da Orogênese Ribeira.

Agradecimentos À FAPEMIG (processo CRA1058/04) pelo financiamento ao projeto que possibilitou o desen-volvimento de uma dissertação de mestrado (M.A.P. Pi-nheiro) & ao Prof. Rudolff A. Trow (UFRJ) que forneceu inúmeras informações de extrema valia e importância para o desenvolvimento deste trabalho. A CAPES/CNPq por uma bolsa de mestrado (M.A.P. Pinheiro).



Campos-Neto M.C. & Caby R. 2000. Terrane Accretion And Upward Extrusion Of High-Pressure Granulites In The Neoproterozoic Nappes Of Southeast Brazil: Petrologic And Structural Constraints. Tectonics, 19(4):669-687.

Coleman R.G. 1977. Ophiolites - Ancient Oceanic Litho-sphere? In: Wyllie P.J. (ed.) Minerals and Rocks. Berlin, Germany, Springer-Verlag, 12:74-117.

Evans B.W. & Frost B.R. 1975. Chrome-spinel in progres-sive metamorphism - A preliminary analysis. Geochim. Cosmochim. Acta, 39:959-972.

Evans B.W. 1977. Metamorphism of alpine peridotite and serpentinite. Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 5:397-447.

Evans B.W. & Trommsdorf V. 1970. Regional metamorphism of ultramafic rocks in the Central Alps: parageneses in the system CaO-M8O-SiO2-H2O. Schweizerische Min-eralo-gischeund Petrographische Mitteilungen, 50:481-492.

Green D.H. & Hibberson W. 1970. The instability of plagio-clase in peridotite at high pressure. Lithos, 3:209-221.

Green D.H. & Ringwood E.A. 1970. Mineralogy of perido-titic compositions under upper mantle conditions. Phys. Earth Planet. Int., 3:359-371.

Gibson I.L., Milliken K.L. & Morgan J.K. 1996. Serpen-tinite-breccia landslide deposits generated during crust-al extension at the Iberia margin. In: Whitmarsh R.B., Sawyer D.S., Klaus A., Masson D.G. (eds.) Proceed-ing o the ocean drilling program, Scientific Results. College Station, TX (Ocean Drilling Program), 149: 571-575. Disponível em: http://www-odp.tamu.edu/publications/149_SR/chap_35/chap_35.htm.

Goldschmidt V.M. 1954. Geochemistry. London, Oxford University Press, 730p.

Gonçalves M.L. & Figueiredo M.C.H. 1992. Geoquímica dos anfibolitos de Santana do Garambéu (MG): implicações sobre a evolução do Grupo Andrelândia. Geochimica Brasiliensis, 6:127-140.

Gülaçar O.F. & DeLaloye M. 1976. Geochemistry of nickel, cobalt and copper in alpine type ultramafics rocks. Che-mical Geology, 17:269-280.

Heilbron M., Duarte B.P., Valladares C.S., Nogueira J.R., Tupinambá M., Silva L.G.E. 2003. Síntese geológica regional do bloco oriental (Zona da Mata). In: Pedrosa Soares A.C., Noce C.M., Trouw R.A., Heilbron M. (eds). Projeto Sul de Minas. Belo Horizonte, UFMG, 8, 50p.

Jagoutz E., Palme H., Blum H., Cendales M., Dreibus G., Spettel B., Lorenz V., W€anke H. (1979). The abundances of major, minor and trace elements in the Earth’s mantle as derived from primitive ultramafic nodules. Proceeding of 10th Lunar Planetary Science Conference. Geochimi-ca et Cosmochimica Acta, 10(Supplement):2031-2051.

Magalhães A.C. 1985. Geologia de Corpos Ultramáficos da Região Compreendida entre São João Del Rey e Liber-dade, com Ênfase Especial na Área de Carrancas, MG. Dissertação de Mestrado, Universidade Federal do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, 177p.

Niu Y. 2004. Bulk-rock major and trace element composi-tions of abyssal peridotites: Implications for mantle melting, melt extraction and post-melting processes be-

neath mid-ocean ridges. J. Petrol., 45:2423-2458.O’Hara M.J. 1967. Mineral parageneses in ultrabasic rocks.

In: Wylie P.J. (ed.) Ultamafc and Related Rocks. New York, John Wiley and Sons Inc., p. 393-401.

Paciullo F.V.P., Ribeiro A., Trouw R.A.J. 2003. Geologia da Folha Andrelândia 1: 100.000. In: Pedrosa Soares A.C., Noce C.M., Trouw R.A.J., Heilbron M.. (org.) Geologia e recursos minerais do sudeste mineiro. Projeto Sul de Minas- Etapa I (COMIG, UFMG, UFRJ, UERJ), Rela-tório Final, 1a ed., Belo Horizonte, Companhia Minera-dora de Minas Gerais - COMIG, v. I, p. 84-119.

Pinheiro M.A.P. 2008. Geologia e petrologia de rochas ul-tramáficas ofiolíticas neoproterozóicas de alto grau da Folha Andrelândia, porção sul do Cráton São Francisco, Minas Gerais. Dissertação Mestrado, Departamento de Geologia, UFOP, 168p.

Ribeiro A., Paciullo F.V.P., Andreis R.R., Trouw R.A.J., Heilbron M. 1990. Evolução policíclica proterozóica no sul do Cráton do São Francisco: análise da região de São João Del Rei e Andrelândia, MG. In: SBG, Congr. Bras. Geol., 36, Natal, Anais, 6:2605-2614.

Ribeiro A., Andreis R.R., Trouw R.A.J., Paciullo F.V.P., Va-lença J.G. 1995. Evolução das bacias proterozóicas e o termo-tectonismo brasiliano na margem sul do cráton do São Francisco. Rev. Bras. Geociências, 25(4):235-248.

Ribeiro A. 1997. Estratigrafia e paleoambiente nas suces-sões metassedimentares proterozóicas das serras do Le-nheiro e São José, São João del rei, Minas Gerais. Tese de Doutoramento, Inst. de Geociências, Universidade Federal do Rio de Janeiro, 167p.

Roig H.L. & Schrank A. 1992. Caracterização da zona de sutura Jacuí-Conceição da Aparecida - Limite norte do Complexo de Guaxupé - MG. Congr. Brasileiro de Geol., 37, São Paulo, Bol. Res. Exp., p.283-284.

Strieder A.J. 1992. Serpentinização e metassomatismo em rochas ultramá-ficas: discussão das características e re-comendações para o tratamento geoquímico. Rev. Bras. Geoc., 22(3):329-337

Santos L.C.S. 1972. Evolução geoquímica e mineralógica de um solo niquelífero. Dissertação de Mestrado, UFRJ, 105p.

Trouw R.A.J., Ribeiro A., Paciullo F.V.P. 1986. Contribui-ção à geologia de Folha Barbacena, 1:250.000. In: SBG, Congr. Bras. Geol., 34, Goiânia, Anais, 2:974-984.

Trouw R.A.J. & Pankhrust R.J. 1993. Idades radiométricas ao sul do Cráton do São Francisco: região da Folha Bar-bacena, Minas Gerais. In: Simp. Cráton São Francisco, 2, Salvador, 1993, Anais, p.260-262.

Yardley B.D.W., Mackenzie W.S., Guilford C. 1990. Atlas of Metamorphic Rocks and their Textures. N.Y., Longman Scientific & Technical, 120p.

Winter J.D. 2001. An Introduction to Igneous and Metamor-phic Petrology. Prentice Hall, 697p.

Manuscrito ID 11616Submetido em 30 de junho de 2008Aceito em 18 de dezembro de 2008

Sistema eletrônico de submissão

Download - Metamorfismo de fundo oceânico e alto grau em meta ... · fácies anfibolito; 3) um metamorfismo progressivo relacionado, possivelmente, a exumação destes corpos, ... rismo e de

Top Related